NA BAGNACH
Przedstawiany tekst opracowano na podstawie ogólnodostępnej literatury na temat
ś
rodowiska bagiennego i sedymentacji torfo-/węglotwórczej. W zamierzeniu autora powinien
on być źródłem podstawowych informacji dla wszystkich zainteresowanych, w tym studen-
tów pierwszych lat, głównie geologii i geografii, którzy w trakcie zajęć poszerzą swoją wie-
dzę w tym zakresie.
Ś
RODOWISKO BAGIENNE I AKUMULACJA UTWORÓW FITOGENICZNYCH
Bagna to, połoŜone najczęściej w obniŜeniach terenu, podmokłe, słabo drenowane
obszary, na których panują specyficzne warunki akumulacji materiału fitogenicznego i drob-
nych osadów klastycznych: głównie frakcji aleurytowej/pelitowej. Mogą powstawać w strefie
pozakorytowej środowiska aluwialnego (równia powodziowa), są konsekwencją kolejnych
stadiów wypełniania/zarastania jezior (w tym starorzeczy) lub tworzą się na wybrzeŜach mor-
skich (w lagunach, na równiach pływowych, a zwłaszcza na obszarach międzykanałowych
górnej równi deltowej). Ze względu na to, bagna podzielono na dwa typy: śródlądowe
(rzeczno-jeziorne), nazywane limnicznymi (limnos gr. – jezioro) i nadbrzeŜne – paraliczne
(parallos gr. – blisko morza).
Ź
ródłem materiału organicznego, deponowanego w środowisku bagiennym moŜe być
roślinność porastająca określony obszar. MoŜe on być takŜe transportowany z zewnątrz. W
zaleŜności od sytuacji, rodzaj akumulacji określa się jako auto- lub allochtoniczny.
Obumarła roślinność w wyniku działania mikroorganizmów (bakterie, grzyby), ulega
selektywnemu rozkładowi. Proces ten zachodzi takŜe pod wodą, jednak na skutek ograniczo-
nego dostępu tlenu jest on spowolniony i niezupełny.
Głównymi składnikami tkanek roślinnych są pierwiastki: węgiel (C), wodór (H), tlen
(O), azot (N), fosfor (P) i siarka (S). Te z kolei tworzą związki chemiczne: węglowodany
(m.in. celuloza, lignina, skrobia), tłuszcze, białka, Ŝywice, gumy i woski.
Celuloza i lignina to podstawowy budulec ścian komórek. Pozostałe substancje stanowią ich
wypełnienie lub są magazynowane w owocach i nasionach. Procentowa zawartość po-
szczególnych związków w wybranych grupach roślin przedstawia się następująco:
celuloza
lignina
białka
tłuszcze i woski
glony
10-20%
0
20-30%
20-30%
zarodnikowe
40-50%
20-30%
do 15%
do 5%
drzewiaste
50%
30%
Proces rozkładu obumarłej materii roślinnej przez bakterie i grzyby wspomagany jest
przez enzymy (fermenty). Jest to rodzaj białek występujących naturalnie w organizmach Ŝy-
wych. I tak celuloza, pod wpływem bakterii, rozkłada się na dwutlenek węgla i wodę. Pro-
duktem rozkładu bardziej odpornej ligniny są kwasy huminowe. Tłuszcze i woski przechodzą
w substancje zbliŜone do węglowodorów. Najbardziej odporne na działanie czynników roz-
kładu są Ŝywice, które mogą zachować się w osadzie w stanie niezmienionym (liptobiolity).
Przykładem kopalnych Ŝywic jest bursztyn.
Tempo rozkładu materii organicznej w duŜym stopniu uzaleŜnione jest od dostępu
powietrza. JeŜeli materiał roślinny znajduje się na powierzchni terenu, przy swobodnym do-
stępie powietrza, dochodzi do gnicia. W wyniku tego procesu powstaje dwutlenek węgla
(CO
2
), metan (CH
4
) i woda (H
2
O). W takich warunkach wszystkie składniki tkanek roślin-
nych, z wyjątkiem Ŝywic i wosków, ulegają całkowitemu rozkładowi.
Proces przeobraŜania w warunkach ograniczonego dostępu powietrza, np. w lasach, pod gęstą
pokrywą Ŝywej szaty roślinnej, to butwienie. W wyniku butwienia część materiału roślinnego
przeobraŜa się w dwutlenek węgla (CO
2
), metan (CH
4
) i wodę (H
2
O), a pozostała część two-
rzy związki humusowe (próchnica, humus), które w stosunku do wyjściowej materii orga-
nicznej zawierają więcej pierwiastka węgla.
W przypadku deficytu tlenu, tzn. gdy przeobraŜanie materiału roślinnego zachodzi pod Ŝywą
szatą roślinną, czasowo pod wodą i przy znaczącym współudziale bakterii anaerobowych
(beztlenowych), rozpoczyna się proces torfienia. Takie warunki istnieją np. w torfowiskach
przesiąkniętych wodą. Wtedy łatwo moŜe dojść do zatrucia środowiska toksycznymi produk-
tami metabolizmu mikroorganizmów, co z jednej strony moŜe skutkować masowym obumie-
raniem roślin, z drugiej natomiast znacznym ograniczeniem działalności bakterii. Torf jest
złoŜony głównie ze związków humusowych, a zawartość pierwiastka węgla jest w nim więk-
szą niŜ w produktach butwienia. W torfach stosunek ligniny do celulozy wzrasta wraz z
głębokością. MoŜe to wskazywać na większą trwałość ligniny. Gdy materiał roślinny ulega
przeobraŜeniu w głębokim bagnie lub jeziorze (praktyczne bez dostępu tlenu), to głównym
czynnikiem jego bardzo powolnego rozkładu są bakterie anaerobowe. Produktem
podwodnego gnicia jest sapropel – galaretowaty szlam wymieszany z osadzającym się z
zawiesiny materiałem ilastym. Sapropel powstaje głównie w wyniku rozkładu roślinności
wodnej i w stosunku do torfu róŜni się znacznym udziałem związków chemicznych z grupy
węglowodorów.
TORFOWISKA
Są najczęstszym miejscem bogatej akumulacji materiału roślinnego. Współcześnie
tworzą się one w klimacie wilgotnym i chłodnym, głównie na obszarach niedawno
zlodowaconych, między 30-70
o
szerokości geograficznej północnej. Rozwój ich wiąŜe się ze
wzrostem i częściowym obumieraniem roślinności na obszarach zabagnionych, np. na brze-
gach jezior, na skutek progradacji strefy brzegowej aŜ do całkowitego ich zarośnięcia.
Zarastanie zbiorników jeziornych (powstawanie torfowiska) odbywa się w kilku etapach. W
pierwszym, dzięki rosnącej (i obumierającej) wzdłuŜ brzegu jeziora roślinności wodnej i
ziemno-wodnej, dochodzi do nagromadzenia duŜej ilości materiału fitogenicznego. NaleŜy
przy tym pamiętać, Ŝe jego charakter w znacznym stopniu odzwierciedla strefowy rozkład
roślinności jeziornej: od turzyc, trzciny, pałki wodnej, jeŜogłówki czy tataraku w strefie brze-
gowej/litoralnej, do planktonu roślinnego w strefie pelagicznej zbiornika. W miarę gromadze-
nia się tego materiału następuje progradacja brzegu w kierunku centralnej części jeziora. Na
tak utworzony „fundament” z roślin wodnych i ziemno-wodnych wkracza flora lądowa,
głównie mszaki, a następnie małe drzewa: brzoza, olcha, sosna (II etap). Z nagromadzonej
masy roślinnej, w warunkach ograniczonego dostępu tlenu tworzy się torf, którego grubość, w
związku z obumieraniem kolejnych „warstw” roślin, ciągle się zwiększa. Na tak przygotowa-
nym podłoŜu mogą rosnąć większe drzewa, a po pewnym czasie całe jezioro moŜe zostać
wypełnione i zarośnięte lasem, głównie olchowym, tworząc torfowisko wklęsłe, czyli niskie
(III etap). Na torfowisku niskim, na skutek obumierania porastającego je lasu moŜe wytwo-
rzyć się warstwa torfu drzewnego (etap IV). Przyczyną obumieranie drzew moŜe być zatrucie
ś
rodowiska lub brak wilgoci wskutek niedopuszczania do korzeni wody gruntowej (izolacyjne
działanie torfu) i wyczerpania zapasów wodnych dawnego jeziora. W trakcie dalszego roz-
woju obszar torfowiska intensywnie porasta mchami, głównie torfowcami (Sphagnum spp.),
którym do wegetacji wystarczy gromadzona w komórkach wodonośnych woda deszczowa.
Przez szybkie narastanie mchów torfowisko wznosi się ponad poziom terenu. Z tego względu
nazywamy je torfowiskiem wysokim lub wypukłym. W końcu „poduszkę” z mchów porasta
wrzos (Calluna vulgaris) lub, w zaleŜności od klimatu wrzośce (Erica sp.), a jej wilgotniejsze
miejsca wełnianki (Eriophorum spp.) z rodziny turzycowatych (Cyperaceae).
W miarę zarastania jeziora i jego przemiany w bagno/torfowisko, biocenozy roślinne
migrują ku jego centrum. W gromadzących się utworach wyraźnie zaznacza się ich strefo-
wość. Na warstwie gytii, dla której materiałem wyjściowym jest roślinność wodna, zalega
zwykle torf trzcinowy, na nim torf turzycowy i turzycowo-drzewny. Sukcesję kończy prze-
waŜnie warstwa torfu sfagnowego.
NaleŜy zwrócić uwagę, Ŝe w warunkach naturalnych nie wszystkie człony takiej sukcesji mu-
szą być reprezentowane. Rozwój bagna/torfowiska moŜe praktycznie zakończyć się na kaŜ-
dym etapie. Torfowisko niskie nie musi przejść w wysokie. Niekiedy torfowisko wysokie
moŜe być podścielone bezpośrednio utworami piaszczystymi, albo torf sfagnowy moŜe zale-
gać na warstwie gytii. Torfy pochodzące z torfowisk niskich są zwykle mocno zanieczysz-
czone osadami klastycznymi, głównie frakcji pelitowej. Torfy wysokie przewaŜnie są
czystsze. Na dnie zarastających jezior często gromadzą się kwasy huminowe, które w postaci
galaretowatej masy zwanej dopplerytem, wypełniają wolne przestrzenie w torfie.
Na rozwój torfowisk w znacznym stopniu wpływają takŜe stosunki wodne. ObniŜenie
poziomu wody gruntowej moŜe skutkować szybszym osuszeniem torfowiska i w konsekwen-
cji krótszym okresem jego rozwoju. Podniesienie poziomu wody gruntowej – przeciwnie: wy-
dłuŜa jego rozwój i umoŜliwia przekształcenie torfowiska niskiego w wysokie.
Oprócz klasycznych torfowisk północnej strefy umiarkowanej, miejscem masowej
sedymentacji materiału fitogenicznego są rozlegle obszary tropikalne i subtropikalne. Współ-
czesnym przykładem takich obszarów są Dismal Swamps (Posępne Bagna) w USA, na po-
graniczu Północnej Karoliny i Wirginii. LeŜą one tylko kilka metrów nad poziomem Oceanu
Atlantyckiego. Jeziora i błota porasta tam, między innymi cypryśnik błotny i cedr biały, ro-
ś
liny posiadające tzw. pneumatofory, czyli wypustki doprowadzające tlen do systemu korze-
niowego i umoŜliwiające wegetację w wodzie. Innym przystosowaniem do panujących wa-
runków są rozszerzone u nasady pnie drzew (Nyssa aquatica), umoŜliwiające ich wzrost na
obszarach zabagnionych. Grubość torfu w Dismal Swamps, utworzonego z autochtonicznego
materiału fitogenicznego (korzenie, liście, gałęzie, nasiona), wynosi 5 m.
Gromadzeniu materii roślinnej w obszarach tropikalnych sprzyja klimat i związany z
nim szybki rozwój roślinności. Niektóre drzewa w wilgotnym, ciepłym klimacie po kilkuna-
stu latach mogą osiągnąć nawet 40 m wysokości, podczas gdy w Europie, w podobnym czasie
buk osiąga 4, a modrzew 10 m. Tempo wegetacji bezpośrednio przenosi się na przyrost miąŜ-
szości/masy torfu. Oszacowano, Ŝe w północno-zachodnich Niemczech przyrost roczny wy-
nosi przeciętnie 20 mm.
GENEZA WĘGLA
Znacznie większe niŜ współczesne obszary gromadzenia masy roślinnej znane są,
między innymi, z karbonu. Materiał zalegający na torfowiskach, z upływem czasu, ulegał
przeobraŜeniom, które w wyniku działania złoŜonych procesów bio-/geochemicznych prowa-
dziły do wzrostu koncentracji pierwiastka węgla. Ogół tych procesów, zwany uwęgleniem,
przebiegał szczególnie efektywnie w warunkach izolacji, tj. przykrycia warstw torfu osadami
klastycznymi, i powodował ich przemianę w pokłady węgla. Grubość pokładów węgla bywa
bardzo róŜna i zaleŜy głównie od miąŜszości „wyjściowej” warstwy torfu. W praktyce waha
się ona od milimetrów do nawet dziesiątek metrów (pokład „Reden” w Górnośląskim Zagłę-
biu Węglowym ma miejscami grubość dochodzącą do 28 m). Węglom towarzyszą skały ila-
ste, mułowce, piaskowce oraz zlepieńce, zawierające szczątki flory i fauny lądowej, czasem
takŜe morskiej. Ich obecność moŜe wskazywać na bliskość zbiornika morskiego. Taki typ
złóŜ węglowych, podobnie jak w przypadku klasyfikacji bagien, nazwany został paralicznym,
w przeciwieństwie do złóŜ typowo lądowych – limnicznych.
KARBOŃSKA FLORA WĘGLOWA
W pokładach węgla rozpoznawalne makroskopowo szczątki roślinne spotykane są
rzadko. Badania mikroskopowe ujawniają jednak, ze składa się on z pni, łodyg, liści a takŜe
detrytusu pochodzącego z rozdrobnienia tych części roślin karbońskich, nierzadko z ogromną
ilością spor. Dobrze zachowana w postaci odcisków karbońska flora występuje natomiast po-
wszechnie w aleurytowych i pelitowych skałach klastycznych towarzyszących pokładom wę-
gla, głównie w mułowcach oraz łupkach ilastych. Na tej podstawie stwierdzono, Ŝe flora wę-
glowa reprezentowana jest przez przedstawicieli następujących grup systematycznych: wi-
dłakowe, skrzypowe, paprociowe oraz rośliny nagozaląŜkowe: paprocie nasienne i
kordaity.
Do widłakowych naleŜały Lepidodendron i Sigillaria, których fragmenty są jednym z
głównych składników węgla. Lepidodendrony były roślinami o wysokości przekraczającej 30
m i średnicy 60-70 cm. Na pewnej wysokości ich pnie rozdzielały się na gałęzie pokryte li-
ść
mi. Blizny po opadłych liściach zachowały się w osadach jako charakterystyczne rombowe
odciski. Ich bardzo gruba kora, w większym stopniu niŜ inne tkanki, przyczyniła się do
powstania węgla. Sigillarie miały róŜną formę. Niektóre były niskie i grube inne wysokie i
stosunkowo cienkie, u podstawy wyraźnie rozszerzone. Kora takŜe była gruba, podłuŜnie
pręgowana, z charakterystycznymi cętkami. Odciski kory Sygillarii to pospolite skamieniało-
ś
ci, znajdowane w skałach klastycznych formacji węglonośnych. Z tą grupą roślin drzewia-
stych łączą się teŜ inne skamieniałości – Stigmaria. Są one fragmentami nasadowych części
roślin (widłakowych), zachowanymi w postaci walcowatych ośródek (kłączy) z kolistymi
odciskami po odchodzących od nich drobnych, długich korzeniach przybyszowych.
Przedstawicielami skrzypowych były kalamity (Calamites). Rośliny te stanowiły
pospolity element biocenoz lasów węglowych. Wysokość ich oscylowała w granicach 15-20
m. Zachowane odciski wskazują, Ŝe ich łodygi były pionowo Ŝebrowane, z drobnymi
bliznami po okółkowo osadzonych odgałęzieniach, a na młodszych odrostach - po liściach
opisywanych pod nazwą Asterophyllites lub Annularia.
Paprocie w okresie karbonu reprezentowane były przez formy drzewiaste, o wysokości
do kilku metrów. Do najpospolitszych skamieniałości tej grupy systematycznej zaliczane są
odciski liści, które róŜnią się między sobą wielkością, formą czy typem unerwienia
Do roślin nagozaląŜkowych zaliczane są tzw. „paprocie” nasienne i kordaity. Pierwsza
grupa otrzymała swą nazwę z uwagi na duŜe liście, podobne do liści paproci właściwych.
Stanowiły niejednorodną grupę, obejmującą prawdopodobnie kilka linii ewolucyjnych. Były
to rośliny zdrewniałe o róŜnym pokroju, najczęściej krzaczaste lub drzewkowate. NaleŜą do
pospolitych skamieniałości w klastycznych utworach formacji węglonośnych.
Z kolei przodkowie dzisiejszych szpilkowych kordaity (Cordaitales) posiadały smukłe
pnie o wysokości ponad 30 m i średnicy około 1 m. Gałęzie pojawiały się w górnej części
rośliny i były pokryte duŜymi liśćmi, o długości osiągającej 1 m i szerokości 20 cm. Były to
rośliny nagonasienne z dobrze rozwiniętym, zbudowanym z cewek drewnem i grubą korą.
Flora karbońskiej epoki węglowej była prawdopodobnie florą bagienną. Wskazuje na
to przystosowanie roślin do warunków środowiskowych: występowanie pustych przestrzeni w
pniach, łodygach, pędach, kłączach i korzeniach, umoŜliwiających swobodną cyrkulację po-
wietrza w całej roślinie. Natomiast poziomo rozbudowany system korzeniowy oraz „butel-
kowo” rozszerzone u podstawy pnie pozwalały na utrzymanie pionowej pozycji w grząskim,
bagnistym gruncie.
WARUNKI KLIMATYCZNE
Efektem przypadającej na początek górnego karbonu regresji morskiej było odsłonię-
cie rozległych, nizinnych obszarów, obramowanych właśnie wypiętrzanymi łańcuchami gór
waryscyjskich. Obszary te były wilgotne, słabo drenowane. Mimo intensywnego zasypywania
produktami erozji młodych gór, na skutek subsydencji, tereny te utrzymywały się na poziomie
bliskim poziomowi morza, które niejednokrotnie wdzierało się na młody ląd. W efekcie ta-
kich uwarunkowań morfologicznych na obszarach tych rozwijały się meandrujące i anasto-
mozujące systemy fluwialne, z potęŜnymi bagniskami w strefach poza-/międzykorytowch.
Systemy te transportowały w suspensji ogromne ilości materiału detrytycznego/ organode-
trytycznego, co pozwalało formować wielkie delty w strefie przyujściowej. Klimat tych ob-
szarów był ciepły i wilgotny, prawdopodobnie o znamionach współczesnego klimatu tropi-
kalnego. Warunki naturalne umoŜliwiały intensywny rozwój szaty roślinnej. Hipotetyczne
cechy klimatu i środowiska biocenoz karbońskich zostały potwierdzone przez ogromne roz-
miary roślin drzewiastych, obecność w niektórych grupach specyficznych „aparatów wypot-
nych”, słuŜących do usuwania nadmiaru wody z rośliny, brak przyrostów rocznych, a takŜe
brak łusek ochronnych na pączkach roślin karbońskich. Intensywny rozwój szaty roślinnej i
warunki naturalne gwarantowały obfitość materiału fitogenicznego i moŜliwość przetworze-
nia go w torf. Ten zaś, w wyniku złoŜonych procesów bio-/geochemicznych mógł przeobrazić
się w liczne pokłady węgla, często, mimo wysokiego, sięgającego 60-70% stopnia kompakcji,
wielometrowej miąŜszości.
STADIA POWSTAWANIA WĘGLA
Proces uwęglenia jest długotrwały. Jego początek wiąŜe się z chwilą zdeponowania
materiału fitogenicznego na obszarze torfowiska i moŜe trwać przez wiele milionów lat. W
procesie tym wyróŜnia się dwa stadia: biochemiczne i geochemiczne. Stadium biochemiczne
związane jest z procesem sedymentacji, a geochemiczne – diagenezy.
Stadium biochemiczne polega na selektywnym rozkładzie materiału roślinnego na
skutek działania drobnoustrojów. W początkowym stadium materiał roślinny rozkłada się w
obecności tlenu, przy współudziale bakterii aerobowych (tlenowych). W miarę gromadzenia
utworów fitogenicznych, w głębszych warstwach tlen nie występuje i rozkład odbywa się
dzięki działaniu bakterii anaerobowych oraz niektórych grzybów. Przemiany w stadium bio-
chemicznym polegają głównie na hydrolizie, utlenianiu i polimeryzacji, przy czym przebieg
tych reakcji nie jest dokładnie poznany:
celuloza
hydroliza
→
cukry
utlenianie
→
kwasy huminowe
lignina
hydroliza
→
kwasy huminowe
białka
hydroliza
→
aminokwasy
tłuszcze
hydroliza
→
kwasy tłuszczowe
polimeryzacja
→
węglowodory
Produktem ubocznym tych procesów jest dwutlenek węgla (w warunkach dostępu tlenu) lub
metan i amoniak w warunkach beztlenowych. Działanie bakterii i grzybów moŜe zostać za-
hamowane na skutek gromadzenia się toksyn, lub zasypania torfowiska osadami. Zatrzymanie
procesu rozkładu wpływa na skład torfu i w konsekwencji na powstanie róŜnych odmian wę-
gla. Na zmianę składu torfu wpływ mają takŜe wahania poziomu wody w torfowisku. Torf
przechodzący ze stadium biochemicznego w stadium geochemiczne moŜe mieć zróŜnicowany
skład, wynikający bądź to z heterogeniczności biocenozy roślinnej, dostarczającej materiał
fitogeniczny do torfowiska, bądź oddziaływania czynników biochemicznych i warunków na-
turalnych, panującymi w torfowisku.
Stadium geochemiczne rozpoczyna się w chwili całkowitego pogrzebania torfowiska
i, na skutek subsydencji, w głębsze strefy skorupy ziemskiej. Głównymi czynnikami
geochemicznego stadium procesu uwęglenia są ciśnienie, temperatura i czas.
Ciśnienie moŜe pochodzić z nacisku nadkładu (statyczne). Jego źródłem mogą być
takŜe procesy tektoniczne, np. ruchy górotwórcze (ciśnienie dynamiczne). W wyniku działa-
nia tego czynnika, węgle tracą składniki lotne, przez co stopień uwęglenia wzrasta. RóŜno-
rodność gatunkowa węgla moŜe zatem wiązać się z wartością ciśnienia, która pozostaje w
prostej zaleŜności z głębokością posadowienia pokładu. Wpływ głębokości na gatunek węgla
(wzrost zawartości C), zgodnie z prawem Hilta, zaobserwowano w wielu zagłębiach. W przy-
padku działania tylko ciśnienia statycznego stopień uwęglenia pokładów wzrasta przeciętnie o
1-3% na kaŜde 100 m głębokości. Podobnie moŜe działać ciśnienie dynamiczne, na co moŜe
wskazywać, w miarę zbliŜania się do stref zaburzonych tektonicznie, występowanie wysoko-
gatunkowch węgli kamiennych i antracytów.
Działanie czynnika termicznego jest w znacznym stopniu związane z ciśnieniem, co
jednoznacznie wynika ze stopnia geotermicznego, czyli wzrostu temperatury wraz z głęboko-
ś
cią, a w przypadku ciśnienia dynamicznego – ciepła wytworzonego na skutek tarcia.
PodwyŜszona temperatura sprzyja utracie składników lotnych, przez co gatunkowość węgla
wzrasta. W tym przypadku naleŜy wziąć pod uwagę takŜe moŜliwość ucieczki składników
lotnych z kompleksów skał węglonośnych, związaną z ich spękaniem czy szczelinowatością.
Dostateczna „droŜność” sprzyja „odgazowaniu” węgli, co podnosi ich jakość. Bezpośrednim
dowodem działania temperatury na wzrost stopnia uwęglenia jest występowanie wysokoga-
tunkowych węgli kamiennych i antracytów w sąsiedztwie intruzji magmowych.
Nie mniej waŜnym czynnikiem jest czas. Im dłuŜej działają ciśnienie i temperatura,
tym efekt ich działania jest wyraźniejszy. Znane są jednak obszary, gdzie wysokogatunkowe
węgle powstały prawdopodobnie w ciągu krótkiego (w skali geologicznej) czasu, a inne,
mimo milionów lat „dojrzewania”, pozostają wciąŜ węglami brunatnymi.
Z procesem przeobraŜania substancji fitogenicznej w węgiel związana jest kompak-
cja, a więc zmniejszenie miąŜszości warstwy torfu. Z danych liczbowych wynika, Ŝe aby po-
wstał 0,5-metrowy pokład węgla, musi być zdeponowana 1,5 m warstwa torfu, co wymaga
około 600 lat. Teoretycznie, powstanie pokładu węgla miąŜszości 1 m wymaga 1200 lat aku-
mulacji materiału roślinnego.
SKŁAD CHEMICZNY WĘGLA
Materiałem wyjściowym przy powstawaniu węgli jest substancja fitogeniczna, która
składa się z mniej lub bardziej rozdrobnionych części roślin (drewna, kory, liści, spor) oraz
takich związków jak: białka, tłuszcze, Ŝywice czy woski. Pierwiastki, będące głównymi
składnikami tych substancji, to: węgiel, wodór, azot i tlen. Podobny skład mają paliwa ko-
palne:
węgiel (%)
wodór (%)
azot (%)
tlen (%)
drewno
49,65
6,23
0,92
43,20
torf
55,44
6,28
1,72
36,56
węgiel brunatny
72,95
5,24
1,31
20,50
węgiel kamienny
84,24
5,55
1,52
8,69
antracyt
93,50
2,81
0,97
2,72
W procesie uwęglenia procentowa zawartość C wzrasta w poszczególnych typach paliw, kon-
sekwentnie od drewna do antracytu, spada natomiast ilość wodoru i tlenu. W porównaniu z
materiałem roślinnym, w węglach uwagę zwraca większa zawartość azotu. Przyjmuje się jed-
nak, Ŝe jego głównym źródłem nie były rośliny, lecz bakterie stadium biochemicznego. Wia-
domo, Ŝe organizmy tej grupy mogą zawierać do 13% azotu.
Określenie, z jakich związków chemicznych składa się węgiel jest bardzo trudne. Wy-
nika to głównie ze złoŜoności przeobraŜeń substancji fitogenicznej w paliwo kopalne. Część
składników chemicznych materiału roślinnego nie ulega zmianom i „przechodzi” do węgla w
stanie takim, w jakim występowały w roślinach. Inne ulegają rozkładowi i przekształcają się
w skomplikowane związki (ulminy i huminy). Występują one w paliwach kopalnych jako
koloidy (Ŝele), przesycające niezmienione szczątki roślinne.
Nie jest łatwe przedstawienie reakcji chemicznych prowadzących do powstania węgla:
choćby ze względu na skomplikowany skład wyjściowego materiału roślinnego. Trzeba pa-
miętać, Ŝe sam węgiel teŜ nie jest prostym związkiem chemicznym. Skrajnie upraszczając,
moŜna przyjąć, Ŝe węgiel kamienny powstaje z celulozy, a produktami ubocznymi tej reakcji
są: metan, dwutlenek węgla i woda
4C
6
H
10
O
5
→
C
9
H
6
O + 7CH
4
+ 8CO
2
+ 3H
2
O
celuloza
węgiel
lub
5C
6
H
10
O
5
→
C
20
H
22
O
4
+ 3CH
4
+ 6CO
2
+ 8H
2
O + CO
celuloza
lignit
Zwykle jednak celuloza rozkłada się na dwutlenek węgla i wodę. Stąd przypuszcza
się, Ŝe to głównie lignina, która przeobraŜa się w kwasy huminowe, była substancją wyj-
ś
ciową w procesie uwęglenia:
C
22
H
22
O
7
→
(C
6
H
4
O
3
)
8
lignina
huminy
Teoria ta jednak nie znajduje pełnego potwierdzenia w praktyce, gdyŜ w róŜnych odmianach
węgli kamiennych znajdowane są resztki celulozy. Stwierdzono takŜe, Ŝe węgiel moŜe po-
wstać z materiału roślinnego, który nie zawiera ligniny.
SKŁADNIKI PETROGRAFICZNE WĘGLA
Na podstawie badań mikroskopowych (M. C. Stopes, 1916) stwierdzono, Ŝe węgle
zbudowane są ze składników róŜniących się własnościami fizycznymi. Składniki te nie są
minerałami, gdyŜ nie mają uporządkowanej (krystalicznej) struktury. Nazwano je macera-
łami. NaleŜą do nich:
1)
witryt – tworzący wstęgi lub soczewki, o ostrych granicach, silnym, szklistym poły-
sku, przełamie muszlowym, w płytce cienkiej przezroczysty, czasem okazujący
strukturę drewna;
2)
klaryt – jasny, wstęgowany, o jedwabistym połysku, nie błyszczący jednolicie jak wi-
tryt, bez muszlowego przełamu, w płytce cienkiej przezroczysty;
3)
duryt – twardy, zwarty, bez połysku, szary lub czarny, o przełamie nierównym,
ziarnistym, w płytce cienkiej nieprzezroczysty;
4)
fuzyt – porowaty, bez połysku, kruchy, rozpadający się na drobny pył, brudzący palce,
w płytkach cienkich nieprzezroczysty, często okazujący siatkowe struktury komórek
roślinnych.
Współcześnie jako składniki petrograficzne węgla wyróŜnia się:
1)
fuzynit – zachowuje strukturę komórkową, jest matowy, czarny, nieprzezroczysty;
2)
witrynit – równieŜ z zachowaną strukturą komórkową, ale błyszczący, w płytce cien-
kiej przezroczysty. WyróŜnia się w nim:
a)
kolinit (euwitrynit), będący bezstrukturalnym witrynitem, złoŜonym z koloidal-
nych produktów rozkładu materii roślinnej, zwanych ulminami, wypełnia on
wnętrze komórek, których ściany zbudowane są z telinitu;
b)
telinit (prowitrynit), który jest witrynitem z wyraźnie zachowaną strukturą ro-
ś
linną. Telinit moŜe pochodzić z drewna, wtedy nazywa się go ksylinitem, albo z
materii korkowej – wtedy jest suberenitem;
3)
egzynit – powstał przez uwęglenie ciałek ukształtowanych, jak nabłonków spor, pył-
ków, liści, zbudowanych ze sporoniny lub kutyny (chemicznie substancja zbliŜona do
wosków i tłuszczów);
4)
kutynit – naleŜy do grupy egzynitu, utworzony z nabłonków liści (kutikul);
5)
rezynit – spotykany w węglu kamiennym i brunatnym, naleŜy do grupy egzynitu,
pochodzi z uwęglenia Ŝywic i wosków, występuje w formach wyizolowanych lub jako
impregnacja komórek w telinicie, fuzynicie lub semifuzynicie;
6)
mikrynit – naleŜy do grupy inertynitu; występuje najczęściej w postaci ziaren o śr. do
10 µm, w świetle odbitym biały lub szary, pochodzi prawdopodobnie z utlenionych
Ŝ
eli humusowych;
7)
sporynit – utworzony z nabłonków zarodników, zarówno mikro-, jak i makrospor; na-
leŜy do grupy egzynitu;
8)
alginit – złoŜony głównie z zachowanych plech glonów, naleŜy do grupy egzynitu,
występuje tylko w węglach sapropelowych typu bogheadów;
9)
sklerotynit – spotykany w węglu kamiennym i brunatnym, naleŜ do grupy inertynitu,
pochodzi z tkanek grzybów, w świetle odbitym biały lub szary, charakteryzuje się sil-
nym reliefem, refleksyjność ma zbliŜoną do inertynitu.
TYPY I ODMIANY WĘGLA.
Nazwy macerałów uŜyte przez M. Stops stosuje się obecnie do określenia typów wę-
gli, klasyfikowanych na podstawie zawartości macerałów. Typy węgli i ich skład maceralny
są następujące:
1)
witryt
⇐
witrynit (95%) i rezynit,
2)
fuzyt
⇐
fuzynit,
3)
klaryt
⇐
witrynit, rezynit i egzynit (~90%) oraz fuzynit (~10%),
4)
duryt
⇐
mikrynit, rezynit, egzynit (~90%) i witrynit (~10%).
Wymienione typy występują w róŜnych proporcjach w jednym pokładzie węgla.
Oprócz podziału na typy, wyróŜnia się takŜe odmiany węgla. Klasyfikacja odmian
oparta jest na dominujących w pokładach typach.
n
węgle wstęgowe cechuje naprzemianległość grubszych warstewek witrytowych i cień-
szych fuzytowych. Wskutek przewagi witrynitu węgiel jest błyszczący. Oprócz witry-
nitu i fuzynitu węgle wstęgowe mogą zawierać kutikule, spory, nasiona i inne części
roślin, a takŜe ziarna Ŝywicy. Na ogół węgle te składają się z grubszych fragmentów
roślinnych;
n
węgle masywne nie mają budowy warstwowej, jedynie czasem widoczna jest w nich
delikatna laminacja. Składają się z fuzynitu, mikrynitu oraz często duŜej ilości spor;
n
bogheady i torbanity – węgle masywne, zasobne w plechy glonów – alg. Bez uwar-
stwienia, o tłustym połysku i głuchym odgłosie przy uderzeniu. Składają się z mikry-
nitu i alginitu;
n
węgle kennelskie mają muszlowy przełam i głuchy odgłos przy uderzeniu oraz tłusty
połysk. Węgiel ten jest do tego stopnia zhomogenizowany, Ŝe oprócz fragmentów ku-
tikul, spor oraz czasami drobnych ciał Ŝywicznych, nie moŜna rozpoznać w nich Ŝad-
nych innych fragmentów roślinnych.
W klasyfikacji tej wyróŜnia się takŜe:
n
węgle humusowe, powstałe z torfu;
n
węgle sapropelowe, powstałe z mułów organicznych.
Węgle wstęgowe naleŜą do humusowych, a węgle masywne, wraz z kennelskimi i boghe-
adami są węglami sapropelowymi.
GATUNKI WĘGLA
Węgle moŜna klasyfikować takŜe według procentowej zawartości C. Ilość ta wydatnie
wpływa na parametry węgla, głównie jego kaloryczność. Pod względem gatunkowym paliwa
kopalne moŜna uszeregować od najniŜej kalorycznych (z niską zawartością C) do wysokoka-
lorycznych (z zawartością C bliską 100%). Są to, w kolejności: torfy, węgle brunatne, węgle
kamienne i antracyty.
Torf jest paliwem kopalnym zawierającym do 50-55% C. Jego wilgotność, natomiast,
sięga 90%. Szczątki roślinne w torfie są mało zmienione. Jest to paliwo w stanie suchym kru-
che, rozsypliwe, o spilśnionej, porowatej strukturze. Torfy są utworami młodymi, wieku
czwartorzędowego.
Węgiel brunatny zawiera 70-75% C i do 30% wilgoci. W płytkach cienkich ma
barwę Ŝółtoczerwonawą. Pali się długim, dymiącym płomieniem. Odmiany z zachowaną
strukturą drewna nazywane są lignitem. Znane są głównie z trzeciorzędu, rzadziej starszych
okresów geologicznych. W stosunku do torfu są twardsze, bardziej zwięzłe, o mniejszej po-
rowatości. Do węgli brunatnych zalicza się takŜe dysodyl – „liściasty” węgiel powstały z
dopplerytu oraz sapropelowy, czarny gagat.
Węgiel kamienny ma 80-85% C oraz do 15% wilgoci. Jest czarny, twardy, masywny,
często kruchy, rozpadający się na mniejsze „kostkowe” fragmenty. Płonąc, daje długi jasny
płomień. Ze wzrostem zawartości C płomień staje się krótszy i bledszy. W płytkach cienkich
jest barwy czerwonej do czerwonobrunatnej. Znany jest przede wszystkim z okresu karboń-
skiego.
Antracyt jest paliwem czarnym, masywnym, od węgla kamiennego róŜniącym się
brakiem laminacji i charakterystycznej oddzielności „kostkowej”. Zawartość C sięga 95%, a
wilgotność jest zwykle mniejsza niŜ 5%. W płytce cienkiej jest ciemnoczerwono-brunatny.
Antracyt współwystępuje wyłącznie z karbońskimi węglami kamiennymi.